Come si formano i terremoti: guida scientifica

La crosta terrestre non è una superficie rigida e immobile: è un insieme di grandi frammenti litosferici — le placche tettoniche — che si muovono lentamente l'uno rispetto all'altro, trascinati dalla convezione del mantello sottostante, accumulando tensioni lungo i loro margini per decenni, a volte per secoli. Capire come si formano i terremoti significa, prima di tutto, accettare che la Terra è un sistema dinamico in cui l'energia elastica si accumula in profondità e viene rilasciata bruscamente quando il limite di resistenza delle rocce viene superato. Non si tratta di fenomeni eccezionali: sono l'espressione ordinaria di un pianeta geologicamente vivo, e la loro frequenza — migliaia di eventi registrati ogni giorno dai sismografi di tutto il mondo — lo dimostra con chiarezza.

Il meccanismo di base è quello della rottura per attrito lungo superfici di discontinuità chiamate faglie. Finché la forza che spinge due blocchi rocciosi in direzioni opposte rimane inferiore alla resistenza attritiva della faglia, le rocce si deformano elasticamente, come una molla compressa. Quando la tensione accumulata supera il limite di coesione, la faglia scivola bruscamente: l'energia immagazzinata nella deformazione elastica si converte in onde sismiche che si propagano in tutte le direzioni attraverso la Terra, raggiungendo la superficie con effetti che variano considerevolmente in funzione della profondità del fuoco, della magnitudo e delle caratteristiche geologiche locali.

Descrivere questo processo in modo accessibile senza banalizzarlo richiede di restare aderenti alla fisica reale dei materiali e alla geodinamica, evitando semplificazioni che tradiscono la complessità dei fenomeni. Le sezioni che seguono affrontano i nodi principali della questione: la struttura interna della Terra come contesto necessario, il ruolo delle faglie, i tipi di onde sismiche, e la distribuzione geografica della sismicità globale.

Struttura interna della Terra e tettonica delle placche

La Terra è strutturata in strati concentrici di composizione e comportamento reologico molto diversi: la crosta, rigida e relativamente sottile (dai 5 ai 70 chilometri, a seconda che si tratti di crosta oceanica o continentale); il mantello, che si estende fino a circa 2.900 chilometri di profondità e si comporta come un solido su scale temporali brevi ma come un fluido viscoso su scale geologiche; il nucleo esterno, liquido, e il nucleo interno, solido. È il mantello superiore, in particolare, a giocare il ruolo decisivo nel muovere le placche: le correnti di convezione che si generano per le differenze di temperatura tra la base e la sommità del mantello trascinano con sé i frammenti litosferici, determinandone deriva, collisione e subduzione.

Le placche interagiscono tra loro secondo tre geometrie fondamentali: ai margini divergenti, si allontanano l'una dall'altra producendo nuovo fondale oceanico; ai margini convergenti, si scontrano, con una che scende al di sotto dell'altra — processo noto come subduzione — o con entrambe che si deformano sollevando catene montuose; ai margini trascorrenti, scivolano lateralmente l'una rispetto all'altra lungo grandi faglie verticali. Ciascuno di questi contesti genera sismicità con caratteristiche proprie: i margini di subduzione producono i terremoti più profondi e di maggiore magnitudo, mentre le faglie trascorrenti generano eventi spesso superficiali ma altrettanto distruttivi.

Il ruolo delle faglie nella genesi dei terremoti

Una faglia è una superficie — o più spesso una zona di qualche decina di metri di spessore — lungo la quale le rocce hanno subìto spostamento relativo; la geometria della faglia e il verso del movimento permettono di classificarle in faglie normali, inverse e trascorrenti, con numerose varianti ibride che riflettono la complessità tridimensionale della deformazione crostale. Il punto in profondità dove avviene la rottura viene chiamato ipocentro o fuoco del terremoto; il punto sulla superficie terrestre direttamente sopra l'ipocentro è l'epicentro, che nei bollettini sismologici viene riportato con le sue coordinate geografiche.

L'accumulazione di tensione lungo una faglia avviene su tempi che sfidano qualsiasi scala umana intuitiva: una faglia come quella di Sant'Andrea, in California, accumula mediamente dai 2 ai 3 centimetri di scorrimento potenziale ogni anno, che non vengono rilasciati in modo continuo ma immagazzinati elasticamente nelle rocce circostanti fino all'evento di rottura. Questo comportamento a scatti — noto in letteratura come stick-slip — è alla base della distribuzione temporale irregolare dei terremoti: l'attività sismica non è uniforme nel tempo ma episodica, con periodi di relativa quiescenza interrotti da sequenze sismiche che possono durare settimane o mesi.

Le sequenze sismiche comprendono spesso una scossa principale preceduta da scosse premonitrici (foreshocks) e seguita da numerose repliche (aftershocks), la cui frequenza decade nel tempo secondo una legge empirica ben nota in sismologia — la legge di Omori — che descrive come il numero di repliche diminuisca approssimativamente in modo inversamente proporzionale al tempo trascorso dalla scossa principale. Non sempre, tuttavia, è possibile identificare con certezza quale evento sia la scossa principale e quali siano i precursori: in alcune sequenze, la scossa di massima magnitudo arriva dopo giorni di attività crescente, rendendo la classificazione retrospettiva.

Propagazione delle onde sismiche attraverso la Terra

Dal punto di rottura, l'energia si irradia sotto forma di onde elastiche che si suddividono in due grandi categorie: le onde di volume, che si propagano nell'interno della Terra, e le onde di superficie, che si muovono lungo gli strati superficiali con velocità minore ma effetti spesso più prolungati. Tra le onde di volume, le onde P (primarie o longitudinali) comprimono e dilatano il mezzo nella direzione di propagazione e sono le più veloci — viaggiano a 6-8 km/s nella crosta continentale — mentre le onde S (secondarie o trasversali) fanno oscillare le particelle perpendicolarmente alla direzione di propagazione e sono circa il 60% più lente; le onde S non si propagano nei fluidi, il che ha permesso ai sismologi di dedurre la natura liquida del nucleo esterno già all'inizio del Novecento.

Le onde di superficie — in particolare le onde di Love e le onde di Rayleigh — sono quelle che producono i movimenti del suolo più ampi e più duraturi nelle zone epicentrali; sono loro, nella maggior parte dei casi, a determinare i danni strutturali agli edifici, perché la loro frequenza si colloca spesso in risonanza con le frequenze proprie delle strutture costruite dall'uomo. La velocità con cui le onde sismiche si propagano varia al variare della densità e della rigidità dei materiali attraversati, e questa variazione è alla base della tomografia sismica, tecnica che permette di ricostruire la struttura interna della Terra con una risoluzione sempre più fine man mano che le reti sismografiche globali si infittiscono.

Distribuzione geografica della sismicità e zone a rischio

La distribuzione globale dei terremoti non è casuale: oltre il 90% dell'energia sismica rilasciata annualmente a livello mondiale si concentra lungo i margini delle placche tettoniche, seguendo fasce ben definite che i sismologi conoscono con dettaglio crescente. La fascia circumpacifica — nota come Ring of Fire — concentra la sismicità più intensa del pianeta, coinvolgendo le subduzione delle placche del Pacifico al di sotto di quelle nordamericana, sudamericana, eurasiatica e australiana; lungo questa fascia si trovano Giappone, Cile, Perù, Alaska e le isole del Pacifico occidentale, tutte aree che combinano elevata frequenza sismica con alta densità di popolazione o infrastrutture critiche.

Il Mediterraneo e il Medio Oriente appartengono invece alla fascia alpino-himalayana, dove la collisione tra la placca africana, quella arabica e quella eurasiatica genera sismicità significativa in Turchia, Grecia, Italia, Iran e Pakistan. La Penisola italiana, in questo contesto, è percorsa da un sistema di faglie normali lungo l'Appennino che rende l'Italia uno dei paesi a maggiore pericolosità sismica d'Europa; eventi come quelli dell'Aquila nel 2009, di Amatrice nel 2016 e di varie sequenze calabresi mostrano come la sismicità appenninica sia diffusa, frequente e capace di produrre effetti devastanti in aree con patrimonio edilizio prevalentemente antico e spesso non adeguato alla domanda sismica.

Misurazione e scala della magnitudo

La magnitudo di un terremoto è una misura logaritmica dell'ampiezza delle onde sismiche registrate da un sismografo, corretta per la distanza tra lo strumento e l'epicentro; la scala Richter, introdotta nel 1935, è stata nel tempo affiancata e in gran parte sostituita dalla magnitudo momento (Mw), che si basa sul momento sismico scalare — il prodotto dell'area della faglia rotta per lo spostamento medio e per la rigidità delle rocce — e descrive con maggiore fedeltà fisica l'energia realmente liberata durante l'evento. La natura logaritmica della scala implica che un aumento di un'unità di magnitudo corrisponde a un'ampiezza delle onde circa 31,6 volte maggiore in termini di energia rilasciata: un terremoto di magnitudo 7 libera circa mille volte più energia di uno di magnitudo 5.

L'intensità, invece, descrive gli effetti osservati in un determinato luogo — danni agli edifici, percezione da parte delle persone, deformazioni del suolo — e viene classificata secondo scale come la Mercalli Modificata o la EMS-98; a differenza della magnitudo, che è un numero unico per ogni evento, l'intensità varia nello spazio e dipende dalla distanza dall'epicentro, dalla profondità del fuoco, dalle condizioni geologiche locali e dalle caratteristiche costruttive degli edifici presenti. Comprendere la differenza tra magnitudo e intensità è essenziale per interpretare correttamente i comunicati delle agenzie sismologiche e per tradurre i dati strumentali in valutazioni di rischio concretamente utili per la pianificazione territoriale e la protezione civile.